CUENCAS CARBONICAS DE LA COMARCA NORDPATAGÓNICA, CORDILLERA NEUQUINA, CHUBUT EXTRAANDINO Y SUR DE CHILE

Varios años más tarde, Freytes (1971) realizó un cuidadoso mapeo de los afloramientos de la sierra de Tepuel y regiones vecinas, dividiendo al Grupo Tepuel en dos Formaciones llamadas Pampa de Tepuel y Mojón de Hierro. El criterio utilizado por Freytes para separar estas unidades fue similar al usado por Suero (1948, 1953) y se basó en el predominio de niveles paraconglomerádicos y areniscas wáckicas en Pampa de Tepuel. Lesta y Ferello (1972) adecuaron la división propuesta por Suero (1948, 1953) al Código de Nomenclatura Estratigráfica y formalizaron las denominaciones de Grupo Tepuel, y Formaciones Mojón de Hierro y Pampa de Tepuel, utilizando a los niveles tilloides como criterio de separación. Consideraciones complementarias acerca de la estratigrafía del Paleozoico superior en el área estudiada fueron efectuadas por Chebli et al. (1979) y Franchi y Page (1980).

Los primeros autores mencionados propusieron denominar Formación Arroyo Garrido a la parte cuspidal de la secuencia neopaleozoica asignándole una edad pérmica. Por su parte Franchi y Page (1980) consideraron al Grupo Tepuel dividido en tres secciones, la basal equivalente a la Formación Pampa de Tepuel, la media al Miembro Cerro Montgomery de la Formación Mojón de Hierro (en el sentido de Freytes, 1971) y la superior correspondiente al resto de la Formación Mojón de Hierro y a la Formación Arroyo Garrido.

Page et al. (1984) revisaron la estratigrafía del Grupo Tepuel en su perfil tipo y en las vecinas comarcas de El Molle y Pocitos de Quichaura, proponiendo una división tripartita que es la más aceptada en la actualidad. Según estos autores el Grupo Tepuel se encuentra compuesto por tres unidades llamadas Formaciones Jaramillo, Pampa de Tepuel y Mojón de Hierro. La Formación Jaramillo (equivalente al complejo A del perfil levantado por Suero, 1948) conforma la parte basal del grupo, alcanzando una potencia mínima (base cubierta) de 1000 metros.

Litológicamente se caracteriza por estar formada en más de un 80% por areniscas medianas a gruesas, muy tenaces, de composición wáckica y color gris verdoso a rosado. Estas areniscas se estratifican en bancos tabulares, macizos, con ocasionales amalgamaciones de estratos y esporádicas particiones pelíticas. Las pelitas son relativamente escasas, en el perfil tipo conforman aproximadamente un 15% de la unidad, presentando característico color gris verdoso obscuro y alto grado de silicificación. Finalmente el 5% restante de la Formación Jaramillo está compuesto por paraconglomerados finos (diamictitas) estratificados en estratos delgados y muy escasos ortoconglomerados polimícticos macizos.

En cuanto a la antigüedad de esta unidad, la misma ha proporcionado en su perfil tipo (sierra de Tepuel) restos vegetales pertenecientes al género Archaeosigillaria conferta (Petriella y Arrondo, 1978). Esta licópsida sugiere una edad carbonífera temprana para la unidad (Archangelsky et al., 1987, 1991b). Por otro lado, Freytes (1971) citó restos de invertebrados marinos, los que aún no han sido motivo de estudios detallados.

La Formación Pampa de Tepuel es la que adquiere mayor desarrollo en la sierra homónima alcanzando unos 2900 m de espesor. Esta unidad, tal cual como fue redefinida por Page et al. (1984), incluye a los complejos B, C, E y F de Suero (1948). Se encuentra formada por: pelitas, fangolitas guijarrosas, diamictitas gruesas (macizas y matriz-soportadas), areniscas desde gruesas a finas, escasos ortoconglomerados polimícticos y algunos niveles discontinuos de calizas con restos de invertebrados marinos (Amos, 1958; Freytes, 1971).

De acuerdo con Page et al. (1984), en algunos casos las litologías arriba citadas se distribuyen conformando secuencias cíclicas, las que de acuerdo con su escala fueron divididas en ciclos de «orden mayor» (de varias decenas de metros) y de «orden menor» (hasta 5 metros). Las ciclos de orden mayor presentan un nivel basal de diamictitas gruesas generalmente tabular, este nivel es seguido por fangolitas guijosas macizas y éstas a su vez por pelitas laminadas; de esta forma los megaciclos pueden alcanzar hasta 70 m de espesor. Los ciclos de orden menor se encuentran formados por alternancias de areniscas y pelitas que constituyen secuencias groseramente estratocrecientes.

La Formación Pampa de Tepuel presenta varios niveles con abundantes invertebrados marinos (para una revisión véase González, 1985), los que han sido referidos a la Zona Levipustula del Carbonífero superior (Amos, 1957, 1958, 1964; Amos et al., 1973, González, 1977, 1985, Sabattini, 1983).
Por último, la Formación Mojón de Hierro (equivalente a los complejos F y G de Suero, 1948 y a la Formación Arroyo Garrido de Chebli et al., 1979) alcanza un espesor de 500 m en el perfil tipo y es cubierta en discordancia angular por sedimentitas liásicas. Predominan en esta unidad las areniscas amarillentas hasta g rises verdosas, con frecuente estratificación entrecruzada y ondulitas; en menor proporción aparecen gruesos paquetes de pelitas negras laminadas, varios niveles de ortoconglomerados polimícticos y algunos horizontes de calizas obscuras. La edad de la Formación Mojón de Hierro puede ser establecida por la existencia de restos de invertebrados marinos pertenecientes a la Zona Cancrinella (Amos y Rolleri, 1965; González, 1985). Esta asociación sugiere una edad pérmica temprana para la unidad (c.f. Archangelsky et al., 1991b). Por otr lado, el hallazgo de restos vegetales similares a los encontrados en la Formación Río Genoa refuerza la antigüedad señalada (Feruglio, 1951; Andreis y Cúneo, 1985; Andreis et al., 1987). Regionalmente las mejores exposiciones del grupo se encuentran sin duda en la sierra de Tepuel, donde afloran sobre ambas laderas de la sierra, conformando una faja de rumbo meridiano entre el puesto Hünicken (por el sur) y la sierra de Tecka por el norte. Otras potentes exposiciones de la unidad se encuentran en el área de El Molle donde afloran las Formaciones Pampa de Tepuel y Mojón de Hierro. Perrot (1961) hizo referencia a estas rocas y Page et al., (1984) levantaron un perfil en el área del cañadón Lefiú

Del análisis de este perfil surgen importantes variaciones faciales con respecto a la localidad tipo, especialmente por la importante participación de niveles conglomerádicos en el tramo superior, la asociación de diamictitas y ortoconglomerados y el acentuado carácter granocreciente de la sucesión.

La base del Grupo Tepuel no es visible en su perfil tipo, pero de acuerdo con lo señalado por Suero (1953) puede ser observada en el extremo norte de la sierra de Tecka donde cubre en discordancia angular a la Formación Arroyo Pescado. Hacia el este, en la sierra del Cerro Negro, vuelve a encontrarse expuesta la base apoyándose mediante un conglomerado sobre el Granito Catreleo, de probable edad devónica (Robbiano, 1971). En lo que respecta a las relaciones de techo, en varias localidades de la sierra de Tepuel las sedimentitas neopaleozoicas son cubiertas en discordancia por depósitos de edad liásica, y en la localidad de El Molle por andesitas atribuidas al Jurásico medio por Perrot (1961) y al permotriásico por Franchi y Page (1980).
Han sido realmente escasos los trabajos desarrollados sobre los ambientes de sedimentación de las unidades consideradas. La Formación Jaramillo representa muy probablemente sedimentos marinos de plataforma hasta costeros con importante acción de olas. Localmente es también probable el pasaje a facies continentales, especialmente en la parte media de la unidad. Diferentes aspectos de la sedimentología y ambientes depositacionales de la Formación Mojón de Hierro han sido tratados por Frakes et al., 1969; López Gamundí y Limarino, 1984; Page et al., 1984; González Bonorino et al., 1988 y López Gamundí, 1989).

La correlación estratigráfica de las formaciones Esquel y Valle Chico con el perfil tipo de la sierra de Tepuel (Grupo Tepuel) ha sido recientemente examinada por González Bonorino y González Bonorino (1988, 1992). De acuerdo con las conclusiones de estos autores, la Formación Esquel es correlacionable con la Formación Jaramillo mientras que Valle Chico lo es con el tercio inferior de Pampa de Tepuel. Teniendo en cuenta estas correlaciones, la Formación Esquel debería ser referida al Carbonífero inferior (en sentido amplio) y la Formación Valle Chico al Carbonífero superior.
Esta edad parece consistente con los restos fósiles vegetales citados por Sepúlveda (1977) y Sepúlveda y Cucchi (1978).

Formaciones Las Salinas y Menuco Negro.

Ubicadas al norte de la Sierra de Languiñeo y sudoeste de Pampa de Agnia (Robbiano, 1971; González, 1972; González Bonorino, 1992). Unos 75 km al este de la localidad de Esquel, en el área conocida como Las Salinas, se encuentra otro importante grupo de afloramientos correspondientes al Paleozoico superior. En esta comarca González (1972a y b) realizó un detallado estudio estratigráfico y paleontológico de las secuencias aflorantes, definiendo la Formación Las Salinas, a la que asignó un espesor mínimo (base y techo no visibles) superior a los 2400 metros. Esta unidad se encuentra formada por pelitas macizas, lutitas, areniscas, diamictitas (paraconglomerados y pelitas guijarrosas) junto con algunos lentes de calizas y muy escasos ortoconglomerados (González, 1972a). Las sedimentitas de grano fino (pelitas y areniscas finas) son las rocas más abundantes en esta formación. Las fangolitas macizas y lutitas son de colores obscuros (principalmente gris verdoso), se encuentran distribuidas en toda la unidad, aunque resultan más frecuentes hacia la parte superior (Miembro 9 de González, 1972a). Ocasionalmente, estas rocas muestran guijas y guijarros desperdigados los que en algunos casos deforman la laminación sugiriendo la existencia de cadilitos. En lo que respecta a las areniscas, son principalmente finas y medianas, suelen mostrar laminación ondulítica, entrecruzada o plana, aunque un buen número de bancos resultan macizos. Cuando las psamitas aparecen interestratificadas con pelitas son frecuentes las lineaciones subestratales en la base de los bancos arenosos. Finalmente las diamictitas conforman niveles irregulares, a menudo lenticulares, de pelitas guijarrosas, areniscas guijarrosas o paraconglomerados (González, 1972a, Andreis et al., 1987) en los que se encuentran algunos clastos facetados y estriados. Esta unidad ha provisto una significativa fauna de invertebrados marinos estudiados por González (1969, 1972b, 1975, 1977) y Sabattini (1972, 1983).

En la parte norte de la Sierra de Languiñeo aparece una secuencia gruesa de 2400 m de diamictitas, areniscas y pelitas asignados a la Formación Las Salinas de (González, 1972). González Bonorino (1992) correlacionó esta unidad con la formación de la Pampa de Tepuel. Las estructuras debido a la deformación de sinsedimentaria estaban vinculadas a los procesos de resedimentación causados por la tectónica activa (Frakes y Crowell, 1969; González, 1972). Sin embargo, González Bonorino (1992) indicó que estos depósitos están vinculados genéticamente a la deformación glaciotectonica. Por otro lado, el contenido paleontológico de la Formación Las Salinas indica una edad carbonífera tardía (González, 1972). Al sudoeste de la Pampa de Agnia, la Formación Menuco Negro consta de diamictitas, areniscas y pelitas que yace discordantemente sobre el granito Catreleo (Robbiano, 1971). La unidad, que tiene 86 m de espesor, muestra estructuras relacionadas con la deformación sinsedimentaria similar a las formaciones Cushamen, Pampa de Tepuel y Las Salinas (Frakes y Crowell, 1969; González Bonorino, 1992). Aunque todavía se discute el origen de la deformación de las formaciones Salinas y Menuco Negro, la presencia de diamictitas, así como la edad de los fósiles, nos permite establecer una correlación entre estas formaciones con la Formación Cushamen.

Formación Arroyo Pescado

Otro conjunto de afloramientos se ubican a unos 45 km al este de Esquel, en el paraje conocido como Arroyo Pescado. Borrello (1969) describió estos afloramientos incluyéndolos en el Devónico, los que fueron años más tarde reubicados en el Carbonífero por Rolleri (1970). En el área afloran dos conjuntos litológicos bien diferenciados, el inferior («Esquistos de Arroyo Pescado») se encuentra formado por pelitas grises azuladas, grises verdosas hasta grises obscuras, que intercalan niveles de areniscas finas y muy finas algo micáceas, sumamente densas y compactas. El conjunto superior incluye niveles de diamictitas, algunos ortoconglomerados y gruesos paquetes de areniscas (wackes) macizos o con imperfecta laminación horizontal (Rolleri, 1970; Spikermann, 1977). Existen marcadas diferencias entre ambos conjuntos sedimentarios, no sólo en su composición litológica sino también en su disposición estructural y grado metamórfico. En efecto, los Esquistos de Arroyo Pescado presentan menor proporción de diamictitas, mayor deformación y un leve metamorfismo (dinámico?) características que contrastan claramente con la sección superior. Tradicionalmente es aceptada la inclusión de la parte superior de estos afloramientos en el Grupo Tepuel (muy probablemente Formación Pampa de Tepuel). No existe sin embargo certeza sobre la ubicación estratigráfica que le correspondería a los «Esquistos de Arroyo Pescado», los que han sido considerados como una unidad independiente no relacionada al Grupo Tepuel. Sin embargo, no debería descartarse que futuras investigaciones demuestren su equivalencia con la parte basal del Grupo Tepuel (Formaciones Jaramillo y Esquel).

Grupo Río Genoa

Un importante grupo de afloramientos neopaleozoicos se encuentra a lo largo del valle del río Genoa, directamente al suroeste de la localidad de Gobernador Costa. En esta área el Neopaleozoico conforma una espesa secuencia homoclinal, parcialmente fracturada y localmente intruida por cuerpos filonianos jurásicos (Ugarte, 1966; Franchi y Page, 1980; Andreis et al., 1987).

Son destacables las exposiciones de cerro Zalazar, Lomas Chatas, Laguna Seca y Lomas de Betancourt, entre otras. Las sedimentitas en cuestión fueron inicialmente descriptas por Suero (1946, 1957) y luego objeto de varias contribuciones estratigráficas (Ugarte, 1966; Franchi y Page, 1980; Cortiñas y Arbe, 1982; Andreis et al., 1985; Andreis y Cúneo, 1989) y paleontológicas (Feruglio, 1951; Frenguelli, 1953a, b ; Archangelsky y Cúneo, 1981, 1986, 1987, 1990; Cúneo, 1985, 1987).

Suero (1953) reconoció dos unidades en las sedimentitas neopaleozoicas de la región de Nueva Lubeka. Denominó a la inferior Grupo Conglomerádico de Piedra Shotle y a la superior Serie de Nueva Lubeka. Posteriormente Lesta y Ferello (1972) adaptaron los términos de Suero a las exigencias del Código de Nomenclatura Estratigráfica, proponiendo las denominaciones de Formacian Piedra Shotle y Formación Nueve Lubecka, reuniéndolas en el Grupo Río Genoa.

Formación Piedra Shotle (Suero, 1953)

Aflora en la margen izquierda del Río Genoa describiendola en el perfil Ea. La Casilada ubicado a 6 km al noreste de la localidad homónima, y en la. región de Betancourt asignandolo a esta unidad de acuerdo con Ugarte (1965), los términos inferiores de la sucesión aflorante.

Litológicamente está integrada por areniscas, areniscas conglomerádicas, ortoconglomerados y en menor proporción arcilitas, limolitas y carbón.

Relaciones estratigráficas y espesor: La base de la unidad está cubierta por depósitos cuartarios soportando en relación concordante a la Formación Nueva Lubeka. El contacto entre ambas esta representado por un delgado banco de arenisca con participación de nódulos e impregnaciones ferruginosas
sugiriendo la interrupción del sedimentario, el cual fue utilizado como nivel de referencia en el corte estratigráfico. En estacia La Casilda y loma Betancourt , se han medido espesores parciales del orden de 170 y 100 m, respectivamente.

Formación Nueva Lubecka (Suero, 1953)
Litología
Predominan areniscas y vaques gris claras y verdosas. En menor proporción participan arcilitas y limolitas verdes y grises con algunos bancos carbonosos y lentes ortoconglomerádicos. Completan la litologia muy escasas y delgadas intercalacion. calcáreas.

Relaciones Estratigráficas y espesor
El limite inferior es de carácter neto y concordante. Esta señalado por un marcado contraste de facies al superponerse a los depósitos. continentales de la Forman. Piedra Shotle. Sobre la Formación Nueva Lubecka, mediando discordancia, se apoya la Formación Mulanguineu (Fernández Canastos. 1971 asignada al Plienshaquiano-Toarciano, sin observarse relación de angularidad (Suero, 1958),
En loma Belammurt, única localidad donde se ha medido el espesor completo de esta unidad, afloran 730 m. En cerro La Trampa,estancia Ferrarotti se han registrado 322 y 218 metros, respectivamente, sin observarse base. En estancia La Casilda se midieron 683 m. soportando en discordancia volcanitas andesiticas.

Contenido paleontológico Edad del Grupo Río Genoa
Representado por troncos, tallos y hojas d elos géneros Glossopteris indica, Gangamopteris, Asterotheca ferugloi, Samaropteris, Eucerospermum, Brasilodendron, Ginkgophylum, Annularia, Cordalcarpus, Paranocladus Paranocladus cf. halle, Pecopteris, etc. Los distintos autores que estudiaron los
restos vegetales de la región le asignan al Grupo Río Genoa una edad permica inferior (Feruglio, 1951; Frenguelli. 1953 n v 11; Archangelsky, 1960; Archangelsky y de la Sota, 1960 y Archangekky y Armado, 1965 y 1966).

En la Formación Nueva Lubecka se han localizado varios bancos portadores de pelecipodos, braquiopodos y gastropodos, identificandose Crurithyris roxoi, Mourlonia, Sinuitina, Phestia y Streblapteria. Crurithyris es fosil guia de la sección superior del Gr. Tepuel y fue asignada al Carbónico superior. Estudios posteriores la ubican en la zona de Cancrinell del Pérmico inferiror.

Litofacies del Grupo Ria Genoa
Con los datos obtenidos en los perfiles estudiados se interpreta que la acumulación de las sedimentitas pérrnicas se produjo en un complejo deltaico, definiendo, cinco litofacies
a) Facies de pelitas verdes: marino y pro delta. b) Facies de vaques: f rente deltaico distal. ce) Facies de aremitas: frente deltaico proximal. d) Facies de pelitas grises: planicie deltaica. e) Facies de conglomerados: fluvial.
Los criterios utilizados en el reconocimiento da modelo ambiental propuesto están basados en: composición y relaciones de las distintas facies involucradas, geometria externa de cuerpos arenosos y contraste en el rango deposicional entre potentes secuencias elásticas de acción fluvial dominante: facies de prodelta, frente deltaico, planicie deltaica y fluvial, que representan las fases constructivas y delgados depósitos marinos transgresivos que constituyen las fases destructivas.

DESDE AQUI HASTA LA FINALIZACION DE LA DESCRIPCIÓN DE FACIES FALTA TERMINAR EL TEXTO
Facies de Mitas verdes
Esta litofacies mpresenta. en la For.
moción Nueva Lubecka v pobremente
desarrollada en la FormaCión
Consta de limolitas gris oliva a gris ver-dora oscuras. midiera, laminadas o masivas con eme:. fragmentos de tallos. dispuestas en s.., tabulares poco potentes. En la base presenta delgadas bancas de caliza I mutis/une) negra y ureilitas gris verdosas, laminadas o bioturbadm conteniendo bmuniópodos, pelecipmlus v gastrepodes de val. vas petmeilas y delgadas, poco abundante., frecuentemente incluidos en nódulo., ferrugi-
intergrefuridn: In fauna de invertebrados propia de esta facies indica condiciones de cmulach, marina en un ambiente de pla- taforma externa (Ileineck y Sitial, 1975: 273), representando las oreilitos y calizas a los depósitos transgresivos. Las limolites sup, ravacentes, laminadas o masivas, sugieren un medio de escasa dinámica, desarrollado por debajo de la acción del oleaje en el suban, Limite de moda,
faenada raques
Está presente en la Formación Nueva Lubelka.
Cada secuencia elemental comienza ten linternas o limolitas arenosas similares a las de la facie., anteriormente descripta, iMerestre. Fricadoscon vaques color oliva grisáceo con abundante muscovita. Estas areniscas en sus términos basa. son de granulometria muy fina y- se disponen en estratos delgados, lainados o con estratificación paralela muy fine. Hacia el lecho los bancos psarnitices aumentan progresivamente de espesor en de. trimento de las ponte, evolucionando en
granulometría a areniseas finas con estratifi. caeMn paralela fina o laminación microen. roas synnil y wave rippies (Kei- ne, y Singh. 1975,7 y 89). Estas rocas se presentan en estratos tabulares delgados a medianos y con contactos transicionales. En algunas arenisca, se observan planos netos. planee, inri marcas de base Icalcos de rar-
a
El ■,ntenido biológico es escaso. limitan. tallas eabmi.
dase a ._. fragmento, zados estructuras binara aplanados aplanadas die. puestas subhorizontalsaente en Tos planos de es.tifiiración. constitayemlo en las vaques horizontes biontrbados de 5 a 20 eco de po. tencia.
agrupan mu ciclos menores de 5 a 55 metroJ de potencia, con una definida evoluciOn in versa de granulometria. estructuras sedimenlarias espesores. Estas secuencias son el re. soltada de episodios de pmgradación debidos
menor energía f pelims verdes).
Esta tramite Mí asociada a la de pelitas 'erg', arenitas ron contactas transieionales. representamlo una situación intermedia en- tre las rezonasas dist, 1 ponlas verdes y proxi- mal onitI. In. mos inferiores de [i- mantas aren..., y vaques, muy finos lami- sugiero con estratificación paralela muy fi.. sugieren un medio sulnieueo de reducida di- námica, propio de k zona de transición con el ratifican. las vaques uprayacente, con
atificación paralela fina o laminación mi. ',entrecruzada evidencian condiciones de mayor agitación.
Esta facies representa las barras distales desarrolladas en el frente deltei. (Coleman y Prior, 1.01.
F«des do aremos
Integrando las Formaciones Nueva I), becka y Piedra Sholle. esta litofacies esta definida en la base de cada ciclo por crepitas gris claras, cuarzo feldespaticas, fines, de modorada a buena selección y con estratifica. ción paralela fina. Hacia el techo gradan a medianas y gruesas con ntreer.amientos plan ares y en artesa.. frecuente la estra, ficacion convolula asociada a concreciones ea/careas subesferoidales. Se han identificado potentes cuerpos areno«, bien desarrollad. en las secciones medidas en estancia La ca, s'Ida v Perro la Trampa. sin una sensible variabilidad granulométrica que , han izo
textura. geometria y relariones fac..iaW les. re, tas rocasre diwnn bancos ., a irregulas, gruesos.e de base transuponal y en
El contenido paleomul'ogico es prietica- mente nulo. limitándose a muyescasos frag- mentos de troncas retrabajados por el oleaje.
Intrrprelació.: secuencias. con espe-
san, que oscilan entre lb y 4 poseen grana anclan inversa, can aumento de la gran, simetría y la energía de abajo hacia arriba. similares a las descriptas por Calcinan /76).
El tamaño de grano de lasa renitas la ausencia de matriz arcilosa su moderada buena selección y la estratificación entre, erunada de escala grande. sugier en transporte en un medio agitado desarrollado en el frente deltaica proximal. Estos cuerpos forman
la desembocadura de los canales distribu- tarios en el mar, sufriendo las plumitas retrabajo , las olas y corrientes de Enarca generándoselas barras de beca de distributario. Las estimo., bancos acumulados en codiciones de poca profundidad. donde sufren un retrabajo mayor por amión del oleaje y mareas llegándose ainvertir el sentido de transporte (Habery 3,1cGroven. 1969; Ifisber Bromn, 1979: 182). Las paleacorrientes medidas en esta facies en el cerro La Trampa ( fig. 1) confirmarian cota hi. pótesis.
Facies ale pa,. grites
Se desarrolla en la Formad. Nueva LuLecke, presentando escasa participad,in en la constituciOn de la Formad. Piedra :Mode. Comi cada cielo menor ron amnisea gris amarillentas, amarillo verdosas y ...dora clara. medianas, ocasionalmente gruesas en la bese. de com,leióa euarzofeldespelo- liticas masivas o con estratificación tomo. luta y pseudon,tdulo. Hacia el tope preño. mina la estratificadón entreermada. planar y en artesa, de escala pequeña. Continúan areniscas finas y muv finas con laminación microentreermatla o.paralela. Abundan la,
concrecion calcáreas proladm. dispuestas paralelamente a la estratificad. con frag mentas de tallos y hojas en su interior y los intradestos arcillosos en la base de cada se. cueneia, Las joamitas se presentan en entra. tos delgados a median.. lenticulares. y con planos banales netos frecuentemente replegad..
Los ciclos elementales culminan con limo. lita. y «militas gris claras a negras, micticeas carbonases. laminadas, con abundantes m. vegetal., tallos y hojas, en perfecto estado de conservación.
Interpretación: la abundante flora fósil preservada en esta facies indica condiciones de de,itación subaéreas. la composición y textura de los distintos ti, litolOgie. aso- ciados en cielos de 1 a 10 m de potencia, la geometria de los caer, areno., la dist, buci vertical de estructuras sedimentarias y laso strecha relación con la facies de arc nac., sugieren depósitos de planicie deltai. con desarrollo de cursos di:tu-Mutados, neme, jantesa los descrimas por risher y Brown (1979: 39).
Lo bancos de areniscas, masivos. entreermados y con estructurasdeformacionalm carecterimn subembiente de canal. distri. buterios. Las pelitos suprayecet. carbono nosy con abundantes restos vegetales, repre-senten los depósitos de pantano que se de.- rrollan en las are. interdistributarias. Nn MLIChl.secuencias se advierte una de- finida evolución normal de pranulometria estructuras sedimentarias, gradando las are-
media nas, a muy fina, en el tope de cada ciclo. Spalletti (1980: 162) las vincula al desarrollo de cauces sinuosos generandose depósitos de barras en espolón ( parar bar), que no sc observan en los descriptos anterior. mente que tenderían al diseño rectilinen.
Se incluyen en esta facies limolitas calor oliva, pobremente representadas, con escasos res. de invertebrados marinos y fragmen. tos vegetales. tallosy hojas. en regular estado de conservación. interpretados tomo Jeposi-
os
de bahía imerdistributaria. Pequeñas se- cuencias negativas (granocrecientes) desarro- lladas en el tope de las pepitas representarían el mbambiente de cremsse ralav (Calcinan, 1976).
Esta Med/mies. es Lin.:a de la Formación Piedra Shotle, encontrándose también representada en le Formación Nueva Lubecka. En es, facies han sido reconocidos dos ti, de secuncias.
La primera se inicia con ortoconglomerados oliva prisinems. gruesos a muy grumos. redondeados a subredondeados, de moderada mala selección. con (listos equidimens, nulo a dismidalcs de basta 30 cm de diá- metro. Esencialmente demetamorfitas. cuar.
nasa gu,. de mmposieión cuarzo feldespá- m. Los bancos conglmeradic. non grue sos. lenticulares. ron planos netos irregulares y e.ivos. Sobre las
gris claras y gris rue medi,
nas. cuar.m. micicem. presentan mee bancasirregularm tabn,rm, grues a medianos con estratificación ma. siva. entrecruzada en arte. o paralela fina.
estratificación convoluta.
ciclo remata con areniscas muy finas. negro vese,
do., laminadas. con abundantes restos ve, servaon. Las areilitas pareen un variable contenido carbonos°, formando en partes batocos de carbón de 50 cm de espesor promedio.
Estas rocas forman cuerpos tabulares delgados, que en algunas secuencias de la Formamon Nueva Lubecka en rema I.a Trampa descansan directamente sobre la fracci.m gruesa basad.
La segunda secuencia. se integre en sentido vertical ascendente con, 1) Areniscas congInmerídicas gruesas, ocasionalmente con glomerados finos, lenticulares, masivos y entrecruzados. 2) Areniscas gruesas. con entre, cruzamientos artesa y plaza, que gradan Inicia el tope arte reniscas fina, muy finas con ratificación y laminación paralela. 3) Limolites y aroilitas laminadas ron abundan tes restos plantiferos.
buerpre.e.: La abundante flora fósil indica para ,ta litofacies una génesis con. tinental. La relación are. palita y el espesor de lassecuencias elemental, de sedimenta- ción (2 a 24 metros) mayores que en la facies de pelitos grises, unido e los potentes bancos psefilieos evidencien para esta facies una posicián más cercana al área de aporte, propia del ambiente fluvial.
La primer secuencia descripta en la que conglomerados gruesos soportan abruplamenle bancos peliticos earbonams, sugiere un brusco abandono del canal y relleno de :ate por lalos orgánicos. Se asemejan a los de, sitos de relleno de valle confinado descriptos Icor %ellen (1973) y Brown el d. (1973). Según Fisber y Brown (1979: 42) se ori. gloso en la planicie aluvial , las siguientes causas: 1) variaciones en el nivel de bese subsideneia o emtatismo), y o 2) subsiden- cia Mohí. Meren*, y o elevación del área de aporte, y o 3) avulsión en un sis- tema fluviodeltaico sobreextendido.
Les psefitas gruesas constituyen le parte lamí del relleno del canal confinado. Le, areniscas gruesas a medianas con estratifica• ción entrecruzada y paralela se acumulan en la semi; mperior del canal, representando estratificaciim horimatel eme, ¡maneara. sedas de alto régimen de flujo (Fisher Brown. 1979:421. las seditnentitas finas con querematan Me, ,cruencias evidencian el relleno del canal abandonado ron desarro. Ido de llanuras aluviales y pantanos.
En la segunda secuencia la evolución vernal detextura y estructuras primarias muestran cielos (gmnodevrecientes). Queda así definida la clásica secuencia flu.
vial o secuencia Bersier (en Doran, 1974) que caracteriza a la zona supradel. laica. Los conglomerados y areniscas cor,I. merádiees representan los depósitos de fondo del canal. Las areniscas con estratificación entrecruzada y paralela conespomlen al sub. sentar] cl producto de sedimenMei. en la planicie aluvial. Se le interpreta desarrolla. daen un ambiente fluvial con cauces de tipo rmandriforme (Visher, 1965).
1.1rilmaión de las lita/mies
Del análisis de la distribución de las dis- tintas limfacies en los perfiles relevados su, gen la) siguientes conclusiones.
En la) sedimentitas stipmpaleozoicas de la región de Nueva Lubeeka están represen,. das condicione) marine) y continentales. Las litofacicy tirwriptu se asocian en secuencias de facie negativas (fig. 4). Este carácter impreso en la mcgasecuencie por el proceso de progradación queda en evidencia al super. ponerse en sentido vertical sobre les facies más profundas ,pautas verdes), las someras (vaques y arenitas) y rematar con las facies subaéreas proximales (peinas grises y conglomerados). Delgados depósitos marinos transgresivos cubren los térmilinos confinen- talre iniciando un nuevo cielo. Estas megase- euencias. con espesores promedio entreentre80 y 190 metros. se desarrollan elccamente repi- tiMidene hasta once veces en perfiles es- tudiados, caracterizando á Gl11 Rio Genoa. la cielicidad en los depósitos deltaicos ha sido demostrada por Scruton (1960) y Caloman y Gagliano (1964) comprobándose en la comarca analizada por alternar entre las fases constructivas o periodos activos del del. ta (secuencias progradacionales-agradacioneles). delgados depósitos trensgresivos que representan les fases destructivas. La migre. ción latera/ de los canales distributarios en la planicie della, suhaérea provocan el abata dono del lóbulo delta, iniciándose los pro. cesos marinos. Es. desarrollan hemos poco potentes pero orealmente extensos de «mili. bioturbadas y cala que representan los depósitos de plataforma (Fichar Y E..., 1979: 47 y 185), utilizados como niveles de correlación en la fig. 4.
En la base de le sucesión estratigráfica, asignada a la Formación Piedra Malle. la sedimentación es predominantemente conti• nema, ya que prevalecen las facies de acre.
laterabagradachin ,fluvial y planicie deltaica). sobre las facies de progredación (prodelta y frente deltaieo). Esta seria la reo puesta a la culminación de un cielo delta, previo a los estudiados en la Formación Nue. va Lubecka. avalado por la existencia de pes tenles depósitos rellena de valle confinado en lo Formación Piedra Shotle. En la unidad suprayacente se observa una participen, más equilibrada de las facies progradacionn. Its y agradecionales en loma Betancourt,Ilo gando a dominar las primeras en loe restan. tes perfiles levantados.
En la Fig. / se han representado en un diagrama de frecuencia las 82 observaciones de estratificación entrecruzada efectuadas en las facies de arenitas y conglomerados, destaándose que el veemr promedio obtenido es de 210. lo que indice una dirección de trans porte desde el noreste hacia el sudoeste. A similares conclusiones ya había arribado Usarte (1965). quién basado en la campo-
ón pemgráfica de los rodados de la For. relación Piedra Shotie ubicó el área de «pos te de las sedimentime provicas en el -Macizo Norpatagimico-,
Las variaciones faciales experimentadas por las unidades investigadas concuerdan con los datos aportados por les naleocorrientes. En k localidad de Tm Lagunas. ubicada a 20 km al norte de Alto Río Senguerr (fuera del plano adjunto) y el sudoeste de la región ronsiderada. en pleno ambiente ereekcien se ha identificadouna seer.] neopaleosoiro donde los autores han coleccionado restos ve. getales. determinados por Archangelskv (19791 pertenecientes a Paronododue cf. h... El afloramiento está ubicado en a borde norte de la laguna occidental. donde se localizan las instalaciones de la cantera que explotaba los calcáreos neocomienos de la Formación Tres Lagunas.En estas rocas se han reconocido con algunas variantes las facie, de poli., verdes. vaques y pelitos grises, integrando una columna parcial de 166 mero] afectada por fallas.
En el tope de la sucesión aliarme par. iciyan areniscas amarillentas. verdosa, ro.
rojiarojiza con inbercalaciones de limolitas castaño , que presentan un ordenamiento in- terno de tetura y estructuras primari si- milar al dex la /atice de pelitos grises. Se diferencial] de éstas por su coloración propia
de_ oxidan te, prácticamente au. mItc en la r giirn de Nueva Lubeeka. Se- cuencias semejantes han sido observadas. con par: desarrollo, en la Formación Piedra Shotle Almonte en loma Betancourt, con la valle se correlaciona el asomo
de Tres fajesde peinas verdes está constituida por un potente paquete de limolitas negro grisáceas que presentan un mayor espeso, coloración más oseura que las definidas en Nueva Lubecka. lo que suge, ri ría pera la región de Tres Lagunas una posición más profunda en la cuenca de sedi• mentación .paleozoica. El elevado tenor de moscovita y biotite presente en estas romas como minerales aeemoriom y principales en algunes muestra, (Destéfano F.I.crilmnó, 1901). prov. un elemento adieMnel para
diferenciarlas de las redime cretácires
de la comarca.
Une situación anal, se presenta en el
sondeo YPF. Ch. CPB.es.1 (Cañadón Pus. tos Blancos) situado 42 km al sur de Numa Lubecka, donde se perforaron 1.531 m asigo naden el Neopaleomico, diferenciándose dos unidades. La inferior, desarrollada entre 3,020 mbbp 3.371 mbbp tprofundidad fi• nel), es predominantenneme psam.efitica de colores gris claros y gris verdosos presentando en la base tonos castaim mjizos. En la sección superior. etrevesede entre 1.040 mbbp y 3.020 mbbp. alternan «militas y limolitas
gris oscuras a negres, ci, con arenis. ces grises. Se correlacionan las dos unidades reconocidas con las Formaciones Piedra Shotle y Nueva Lubecka, respectivamente. Ambes.ch 119001 efectuó el análisis del re- gistro continuo de buzamiento de este son- deo. dátinguiendo das dirceolon. de aporte
predominantes. de mte a y de norte
a sur, en lo, tramos 1.040 rnblip .2.750 nabbp y 3.020 rnbbp -3.326 mbbp. Estor resultadeo armonicen con 1« valores de paleocorrientes obtenidos en afloramientos y con los cambios litofacieles enunciados.
En función de la distribución vertical
asociación lateral de las distintas litofacio re. conocidas v los subambientes definidos se in. terpreta sedimentitas de del Grupo Río Geno, le existencia de un
plejo deta, altamente constructivo de ac. el. fluvial dominante 1Eisher. 19691.

DE AQUI EN ADELANTE ESTA CONCLUIDO

Inicialmente la secuencia aflorante en el río Genoa fue dividida por Ugarte (1966) en dos unidades llamadas Grupo de Piedra Shoottle (la inferior) y Grupo de Nueva Lubecka (la superior). Esta división fue adecuada a las nuevas normas estratigráficas por Lesta y Ferello (1972) quienes propusieron reunir a toda la sucesión neopaleozoica de la comarca en el Grupo Río Genoa, constituido por las Formaciones Piedra Shoottle y Nueva Lubecka. Años más tarde, Andreis et al. (1985), propusieron redefinir la división estratigráfica del área, correlacionando las sedimentitas del río Genoa con el perfil tipo de la sierra de Tepuel.

De acuerdo con el esquema propuesto por los autores mencionados, el Grupo Río Genoa fue reducido al rango de Formación Río Genoa, incluida en el Grupo Tepuel y correlacionada con la parte media y superior de la Formación Mojón de Hierro (en el sentido de Page et al., 1984). Litológicamente, la Formación Río Genoa (con un espesor estimado entre 1000 y 1200 m), está integrada por ortoconglomerados polimícticos medianos y gruesos; areniscas grises amarillentas, grises verdosas hasta grises obscuras (con frecuentes estructuras sedimentarias tractivas) y pelitas laminadas (Suero, 1953; Ugarte, 1966; Franchi y Page, 1980; Cortiñas y Arbe, 1982; Andreis et al., 1987). La sucesión muestra predominio de sedimentitas gruesas (conglomerados) en la parte basal («facies de tipo Piedra Shoottle») y areno-pelíticas en la superior («facies de tipo Nueva Lubecka»).

Especialmente la sección superior ha provisto abundantes restos vegetales que incluyen varias especies de articuladas, licofitas, helechos, progimnospermas, gimnospermas y coníferas (Feruglio, 1951; Frenguelli, 1953a; Archangelsky y Arrondo, 1965, 1966; Archangelsky y Cúneo, 1984, 1987, 1990; Cúneo, 1985, 1987, 1989). Esta flora ha sido incluida en la Superzona Ferugliocladus (Archangelsky y Cúneo, 1984) y referida al Pérmico inferior. Por otro lado la Formación Río Genoa ha provisto invertebrados marinos (Sabattini, 1977; González, 1981, 1985; Andreis et al., 1985) los que corroborarían la edad señalada. Estudios paleoambientales detallados han demostrado la existencia de facies deltaicas en la Formación Río Genoa.
Cortiñas y Arbe (1982) describieron los principales subambientes deltaicos, proponiendo un modelo de sistema progradacional elongado. Por su parte, Andreis y Cúneo (1989), consideraron al sistema deltaico como progradante sobre una plataforma marina somera, sujeta a fuerte acción de oleaje e importante control de factores alocíclicos.

Los mencionados autores consideraron un modelo de delta lobulado como el más apropiado para la unidad. Ramos y Palma (1991) han reconocido en la evolución del Paleozoico del área patagónica una cuenca marginal de trasarco, que comprende a la cuenca Tepuel-Genoa y una región cratónica extraandina desarrollada en el Macizo del Deseado.

En lo que respecta al Grupo Tepuel, correspondería a la sedimentación desarrollada en el área de trasarco, donde se depositó una importante pila sedimentaria de naturaleza dominantemente siliciclástica. Al menos tres sectores pueden ser reconocidos en esta región: 1) El más occidental (afloramientos del área de La Carlota) se encuentra formado por sedimentos marinos intensamente deformados, probablemente debido a su proximidad geográfica al cinturón orogénico; 2) El sector central, que corresponde a la sierra de Tepuel y sus alrededores, con sedimentación dominantemente marina (desde litoral a plataforma abierta), pero con menor grado de deformación y 3) El sector oriental, conformado por secuencias deltaicas progradantes correspondientes a la Formación Río Genoa.

SUR DE CHILE

Complejo metamórfico Trafun. El complejo metamórfico de Trafun está situado en la zona sur de Chile y está constituido principalmente por metapelitas, metasandstones y local metadiamictitas (Hervé et al., 2016). En la Isla Huapi (Chile), situada 150 km al noroeste de Neneo Ruca, los bloques de rocas ígneos de la litofacies metadiamictita llevan circones de edad Devónica (ca. 371+- 6 Ma; Hervé et al., 2016). Estos autores también establecen que el grupo de edad más joven de circones detríticos en la matriz que rodea los bloques tiene edades Devónico-Carbonico (ca. 357´+- 4 Ma). Según estas características, el complejo metamórfico Trafun puede correlacionarse con la Formación Cushamen.

Complejo metamórfico Bahía Mansa. El Complejo Metamórfico Bahía Mansa se encuentra en la zona sur de Chile y está compuesto por esquistos pelíticos, cuarcitas, cuerpos ultramáficos y ocasionalmente lavas de la almohadilla (Duhart et al., 2009; Herve et al., 2013). Esos autores establecieron las poblaciones más jóvenes de circones detríticos (ca. 320 a Ma 353) en Botero, situado en las proximidades de Chaitén, Lago Yelcho, al norte de la isla de Chiloé y Los Muermos. Por lo tanto, la edad máxima de sedimentación del Complejo Metamórfico Bahía Mansa es similar a las publicadas por Hervé et al., (2005) de las rocas metamórficas de la formación Cushamen (ca. 335 Ma). Aunque existen notables diferencias litológicas y metamórficas entre ambas unidades, son del mismo tiempo y probablemente tienen las mismas fuentes de sedimentos. Como en la Formación Piedra Santa, depósitos diamictiticos no fueron encontrados en el Complejo Metamórfico Bahía Mansa. Por lo tanto, aunque las unidades anteriormente mencionadas presentan una serie de características geológicas en común con la formación Cushamen, no es posible especificar una exacta correlación con unidades del Chubut Extraandino.

CORRELACION ESTRATIGRAFICA REGIONAL DE LAS UNIDADES DE LA CORDILLERA NEUQUINA, LA COMARCA NORDPATAGONICA Y EL CHUBUT EXTRAANDINO (Neneo Ruca, Esquel, Tecka, Tepuel y Languiñeo)

El análisis detallado de las unidades carboníferas nos permite establecer correlaciones estratigráficas entre las unidades de la Cordillera Neuquina , Chubut Extraandino y Macizo Nordpatagonico. En primer lugar, debe señalarse que, a diferencia de la secuencia descrita para las formaciones Valle Chico, Pampa de Tepuel y Las Salinas, que muestran tres secciones de diamictitas (González, 1972; González Bonorino y González Bonorino, 1988; González Bonorino, 1992), la Formación Cushamen cerca de Neneo Ruca muestra sólo uno. Estos depósitos diamictiticos representan tres intervalos glaciares según el análisis de González Bonorino (1992). El depósito diamictitico situado en la base de las formaciones Las Salinas, Valle Chico y Pampa de Tepuel representa el comienzo del primer intervalo glaciar. Este depósito se encuentra discordantemente sobre las formaciones Esquel y Río Pescado, que presentan un notablemente diferente deformación y metamorfismo de los depósitos glaciares (Rolleri, 1970; González, 1972; Spikerman, 1977; Cucchi, 1980; González et al., 1995).

Esta relación no ha sido registrada en la zona de Neneo Ruca, ya que las diamictitas de la sección media del perfil son concordantes con la parte inferior, sin diferencias de metamorfismo o deformación. Por esta razón, consideramos que las diamictitas de la Formación Cushamen cerca de Neneo Ruca no representan el primer intervalo glaciar propuesto por González Bonorino (1992). Por lo tanto, las características anteriormente mencionadas permiten indicar que las diamictitas del perfil de Neneo Ruca se puede corresponder con los intervalos glaciares G2 o G3 de González Bonorino (1992). Sin embargo, consideramos que la abundancia de grauvacas en la parte superior del perfil estudiado proviene de la ablación de las masas glaciares, que es indicativa de que las secciones superiores e inferiores representan fases interglaciares antes y después de la deposición de las diamictitas que forman el intervalo glaciar G2.

Tomado de Marcos et at (2017)

EVOLUCION PALEOGEOGRAFICA CARBÓNICA

Primera etapa sedimentaria: Devonico tardío?- Carbónico temprano (aprox. 350 Ma): Los estudios paleontológicos y estratigráficos de las formaciones Esquel y Río Pescado establecieron una edad pre-Pensilvaniana para estas secuencias sedimentarias (Rolleri, 1970; Spikerman, 1977; Cucchi, 1980; González Bonorino y González Bonorino, 1988; González Bonorino, 1991, 1992; González et al., 1995; Limarino y Spalletti, 2006). Cucchi (1980) observó clastos volcánicos y de K-feldespato en la Formación Esquel. Además, Spikerman (1977) interpreta las areniscas tobáceas intercaladas en las metapelitas y metapsammites de la Formación Arroyo Pescado como debido a la presencia de un volcanismo activo cohetaneo con la sedimentación. Las características litológicas y la relación estratigráfica previamente establecidas para ambas unidades sugieren que el volcanismo del Devónico que se desarrolló en el sur de Chile y Argentina podría estar activo en el área fuente. Como se indica en el apartado de configuración regional, los esquistos del Complejo Llanquihue ubicado en el subsuelo en Los Muermos (Chile) contiene poblaciones de circón detríticos más jovenes de aprox. 385 +- 3 y 387+- 3 Ma (Hervé et al., 2016). Por lo tanto, se considera que el Complejo Llanquihue es de la misma edad de las Formaciones Esquel y Río Pescado. En nuestra reconstrucción paleogeográficas, las anteriores unidades forma una cuenca marina entre épocas Devónicas y el carbónico temprano en el Chubut extraandino y sur de Chile. Sin embargo, evidencia de tales cuencas no fueron encontradas, hasta ahora, en el Macizo Nord patagonico occidental.

Paleogeographic sketch of the southwestern margin of the Gondwana continent during the first magmatic stage (middle Silurianelate Devonian) and the first sedimentary stage (late Devonian-Early Carboniferous. Tomado de Marcos et at (2017)

Segundo evento magmático: Carbónico temprano a tardío (ca. 330 a 314 Ma): Las rocas ígneas pertenecientes a este evento se registraron entre Bariloche (provincia de Río Negro) a Colán Conhué (provincia de Chubut). Las edades varían entre aprox. 330 +- 4 Ma y 314 +-2 Ma (Pankhurst et al., 2006). En la parte norte de este cinturón, entre Bariloche y El Maitén, la edad se obtuvo en tonalitas y granodioritas de Cordón del Serrucho (Pankhurst et al., 2006). Las edades más jóvenes fueron registradas en el Chubut extraandino y forman un cinturón paralelo al río Chubut. Esto indica que la distribución del magmatismo Carbónico temprano a tardío sigue un cinturón casi paralelo a y en parte sobreimpuesto al magmatismo Silurico- Devonico tardío, según las reconstrucciones paleogeográficos de Varela et al., (2005), Herve et al., (2013) y Hervé et al (2016).

Durante el segundo evento magmático, las rocas metasedimentarias de las formaciones Esquel y Río Pescado y posiblemente el Complejo Llanquihue fueron deformadas y transformados. Este evento de deformación y magmatismo produjo el cierre de la cuenca marina del Devonico tardío?- Carbónico temprano (aprox. 350 Ma) y el levantamiento de las unidades metasedimentarias ubicadas en el Chubut Extraandina y sur de Chile. Una conclusión similar fue alcanzada ya por Spikerman (1977) y Cucchi (1980) en sus análisis petrográficos y estratigráficos de las secuencias entre las localidades de Esquel y Ap-Iwan.

Paleogeographic sketch of the southwestern margin of the Gondwana continent during the second magmatic stage (early-late Carboniferous) and the second sedimentary stage (late Carboniferous). Tomado de Marcos et at (2017)

Segunda etapa sedimentaria: Carbónico tardío (ca. 314 a 300 Ma)

Como se indica arriba, la correlación temporal y litofacial entre las unidades del Macizo Nordpatagónico occidental, La Cordillera Neuquina y el Chubut Extraandina sugiere una edad Pennsilvanianas de la sedimentación de las formaciones Cushamen, Valle Chico, Pampa de Tepuel, Las Salinas y el Mogote Negro. Esta segunda etapa de sedimentación es representada por los complejos Trafun y Bahía Mansa en la región sur de Chile. Si las primeros y segundos eventos magmáticos fueron un alto topográfico discontinuo para la etapa de sedimentación Pennsilvania, entonces es posible distinguir tres cuencas marinas. La sedimentación carbonífera tardía a lo largo de la parte occidental del Macizo Nordpatagónico, desarrolló la cuenca de Cushamen. Los resultados de los análisis geoquímicos para la Formación Cushamen en su localidad tipo muestran que esta unidad se deriva de la erosión de rocas félsicas y algunas rocas ígneas intermedias (Cagnoni et al., 1997). En la misma región, los circones detríticos obtenidos por Hervé et al (2005) en metasedimentitas de la Formación Cushamen dan picos de edades Silúrica, Devónico y picos de edad de Viseana (ca. 400, 425, 335 Ma) con unos pocos circones derivados de unidades más antiguas. En el área de Neneo Ruca, nuestras mediciones de paleocurrents indican una proveniencia desde el oeste. Todas las características anteriormente citadas sugiere que las rocas de la primera etapa magmática se encuentra al oeste de la cuenca de Cushamen y representan el área más importante para el suministro de sedimentos. Por lo tanto, en nuestra configuración paleogeográfica de Pensilvaniano , la mayoría de las rocas ubicada al oeste estaba formada por rocas del Complejo Colohuincul. La población de circones detríticos de Viseano fue derivada probablemente de la segunda etapa magmática, que formó un alto topográfico discontinuo entre Bariloche y Colán Conhué. Los circones detríticos del Silúrico previamente reconocidos en la Formación Cushamen probablemente fueron derivados de la region ubicada al este. región oriental.

Si la Formación Piedra Santa se considera a Pennsilvaniana, es posible que la cuenca de Cushamen se extienda hasta la localidad de Aluminé, ubicada 210 km al norte de Neneo Ruca. Las mediciones de paleocurrientes y facies de las unidades en el Chubut extraandino indican dos áreas de procedencia para la entrada del material a la cuenca de Tepuel (Suero, 1962; González Bonorino y González Bonorino, 1988; González Bonorino et al., 1988; González Bonorino, 1992). La zona occidental estaba posiblemente ubicada en Chile y compuesta por rocas Devónicas (ca. 390 a 360 Ma) que afloran cerca de El Chaitén (Duhart et al., 2009; Hervé et al., 2016). La zona oriental de proveniencia estaba formada posiblemente por rocas ígneas Devónicas y Carbónicas ubicadas entre El Maitén y Colán Conhué (Pankhurst et al., 2006).

En Chile, los complejos Bahía Mansa y Trafun se encuentran entre la Isla Huapi y Lago Yelcho. Ambos complejos fueron parte de la cuenca sur de Chile durante la última etapa de sedimentación Carbónica. En la parte sur de esta cuenca, las rocas del Complejo Bahía Mansa se derivan de los primeros y segundo eventos magmáticos (Duhart et al., 2009; Hervé et al., 2016). La facies metamórfica de bajo grado, que incluyen metaareniscas y metapelitas, se consideran como facies distales de la cuenca de Tepuel. Además, las litofacies de diamictitas del Complejo Metamórfica Trafun cerca de la Isla Huapi muestran que los glaciares estaban activos en la parte norte de la cuenca sur de Chile. La procedencia de los detritus de estos depósitos de diamictitas estaba situada probablemente hacia el este, donde el Complejo Colohuincul formó un alto topográfico (Hervé et al., 2016).

Según las evidencias antes mencionadas, las fajas del primer y segundo eventos magmáticos no forman un alto topográfico continuo, según lo sugerido por Hervé et al., (2013), pero en cambio forman una barrera topográfica discontinua que permite el paso del océano proto-Pacífico hacia el Macizo Nordpatagónico Occidental. Además, en nuestra configuración paleogeográfica de la última etapa del Carbónico, se considera que las tres cuencas marinas estubieron interconectadas mediante un relieve discontinuo desarrollado por el primero y segundo cinturones magmáticos.

Tercer evento magmático: Pérmico temprano (ca. 286 -272 Ma) En el borde suroeste del continente de Gondwana, el Pérmico registra un gran evento magmático. En el Macizo Nordpatagónico Occidental., se realizaron estudios petrológicos, geoquímicos y estructurales para comprender las diferentes etapas de este magmatismo y el efecto en las unidades anteriores (Caminos y Llambías, 1984; Varela et al., 1991, 1999, 2005, 2015; Cerredo y López de Luchi, 1998; Pankhurst et al., 2006; López de Luchi y Cerredo, 2008; Von Gosen, 2009). Las edades U/Pb obtenidas por Varela et al (2005) y Pankhurst et al (2006) establecieron que el evento magmático del Pérmico es distribuidos hacia el este de la primero y segundo eventos magmáticos. Cerca de la zona estudiada, la granodiorita de Comallo (281 +- 17 Ma, Varela et al., 2005) se observa en la parte oriental del perfil estudiado por Marcos et al (2017). En la zona de Río Chico, Lopez de Luchi y Cerredo (2008) establecieron que el pico metamórfico de la Formación Cushamen se produjo en el Devónico. Sin embargo, Von Gosen (2009) determinó que el pico metamórfico en rocas sedimentarias de la Formación Cushamen es síncronico con un evento magmático del Pérmico temprano. Teniendo en cuenta que la Formación Cushamen lleva circons detríticos Viseanos, el evento metamórfico que afectan a esta unidad debe ser post-Pensilvaniano.

Paleogeographic sketch for the southwestern margin of the Gondwana continent during the third magmatic stage (early Permian). For more detail about each U/Pb age see Varela et al. (2005) and Pankhurst et al. (2006). Tomado de Marcos et at (2017)

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